4. procesos de intercambio en la superficie

Física del Sistema Climático – Notas: Prof. Marcelo Barreiro

4. Procesos de intercambio en la superficie

En este capítulo consideraremos la atmósfera como el sistema central y nos ocuparemos de losflujos a través de las fronteras aire-tierra y aire-mar. En este contexto la superficie continentalincluye la litósfera y la biósfera.

La interface aire-tierra no es uniforme, sino que está modulada por la topografía de los continentes,estructuras creadas por el hombre, naturaleza de los suelos y la vegetación, entre otros. Todos estosfactores y sus variaciones espaciales tienen una profunda influencia en el comportamiento de laatmósfera baja. Así, pueden considerarse factores dominantes en el clima regional y local puesintroducen grandes variaciones en los balances de momento y energía, y en el ciclo hidrológico(Figura 1).

Figura 1 – Procesos de interacción continente-atmósfera (Guenther et al 2015).

El balance energético en la superficie comienza con la absorción de radiación solar neta, lo cual dalugar a un aumento en el contenido de calor de la capa límite oceánica o las primeras capas desuelo. Esta energía térmica da luego lugar a la transferencia de calor sensible, latente y radiación deonda larga hacia la atmósfera, así como una transferencia de calor hacia abajo de la capa límiteoceánica o hacia mayores profundidades en el suelo. Para hacer el balance de energía la superficiese considera parte de la capa límite, lo cual permite calcular el flujo en los primeros metros de estacapa como representativo del flujo real en la superficie. Este acercamiento permite calcular losflujos en función de las observaciones meteorológicas estandard (T2m, v10m, etc).

La capa límite atmosférica se desarrolla debido al impacto de la fricción en el flujo de aire. Estogenera un cortante vertical importante pues los vientos deben ser nulos en la superficie debido a laviscosidad del aire. El cortante de vientos, junto a los flujos de calor, da lugar al desarrollo de unflujo turbulento con remolinos en varias escalas de tiempo y espacio. Este intercambio turbulento, omezcla turbulenta, es un mecanismo muy eficiente para transferir masa, momento y calor a travésde la capa límite hacia arriba y hacia abajo, lo cual termina relacionando la superficie terrestre con

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la atmósfera libre.

La figura 2 muestra los tipos de suelo presentes en nuestra región. Se observa una gran variedad detipos de suelos que tienen diferentes propiedades de albedo, rugosidad y emisividad. El cambio deun tipo de suelo por otro alterará el balance energético generando cambios en los flujos de calorsensible y calor latente.

Figura 2 – Tipos de suelo (Pessacg y Solman 2012).

La interfase aire-mar es mucho más uniforme que en el caso del continente. Aun así, la interacciónes muy intensa y se transfieren flujos de masa, momento y energía (Figura 3). Por un lado el

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esfuerzo de los vientos sobre el océano es responsable de las corrientes oceánicas, mientras que porotro lado los océanos constituyen la mayor fuente de vapor de agua a la atmósfera. La energía solarabsorbida por la superficie oceánica es distribuida a través de procesos convectivos y transporteslaterales en los primeros 100 m creando una capa límite superficial separada de las aguas mas fríasy profundas por la termoclina.

Figura 3 – Procesos de interacción océano-atmósfera (WHOI).

4.1 Balance energía en superficie ideal

Una superficie ideal es aquella capa interfacial entre dos medios que no tiene masa ni capacidadcalorífica, por lo que no puede almacenar energía. El flujo neto radiativo, como fue mostrando en elcapítulo 3, puede ser escrito como

Los flujos de energía en una superficie ideal obedecen la conservación de energía por lo que

como vimos en el capítulo 3.

El flujo de calor sensible resulta de la diferencia de temperatura entre la superficie y el airecircundante (Figura 4). En los primeros milímetros sobre la superficie la transferencia se realizafundamentalmente a través de la conducción molecular. Por encima de esta subcapa molecular el

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intercambio de calor se realiza a través de la convección y la mezcla turbulenta. El flujo de calorsensible está generalmente dirigido hacia arriba durante el día cuando la superficie está caliente y endirección opuesta durante la noche.

El flujo de calor latente resulta de la evaporación en la superficie y de la condensación en laatmósfera (Figura 3). El calor latente puede expresarse como el producto del calor latente deevaporación Le y la razón de evaporación E: FLH=LeE.

Figura 3 – Media anual de (a) calor latente (MJ/m2yr), (b) calor sensible (MJ/m2yr), (c) coeficientede Bowen (Zeng and Zhang 2020).

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El cociente entre el calor sensible y el calor latente define el coeficiente de Bowen

Si B>1 la superficie pierde mas calor en forma de calor sensible (por ej en regiones semi-áridasB=2-6), mientras que si B<1 la superficie pierde mas calor en forma de calor latente (en océanosB<0.1). Ver Figura 4.

El flujo de energía hacia capas más profundas FG se da a través de procesos de conducción de calor.El último término FM es la energía usada para derretir el hielo/nieve a una razón de Ms y congelaragua a una razón Fs, con lo cual se obtiene:

siendo Lm el calor latente de fusión. Para condiciones anuales medias sobre el suelo FG esdespreciable y se obtiene

Es interesante considerar como se altera el balance en superficie cuando se cambia el tipo de suelo,lo cual se puede realizar con experimentos numéricos. La figura 5 muestra el cambio en los flujosde calor sensible y latente, así como el coeficiente de Bowen cuando se cambia el tipo de superficieactual por aŕea totalmente cultivada, con bosques o con suelo desnudo. Los cambios en las lluvias ytemperatura de superficie para el caso más extremo de suelo desnudo versus bosques se muestra enla figura 6: para el suelo desnudo se observa un calentamiento y menores lluvias en casi toda laregión debido a un aumento en la radiación neta absorbida y una reducción de los flujos de calorlatente.

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Figura 5 – Pessacg y Solman (2012)

Figura 6 – Cambios en las lluvias y T2m entre simulaciones (suelo desnudo – bosques). (Pessacg ySolman 2012).

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4.2 Balance de energía en una capa

En el caso de considerar una capa de ancho finito (Δz), que puede almacenar energía en forma deenergía interna, la ecuación de balance de energía se escribe como

donde el término a la izquierda de la igualdad es la razón de cambio de energía interna Hs en lacapa. La figura 7 muestra un esquema en este caso. Notemos que los flujos radiativo, sensible ylatente se calculan en la superficie de arriba, mientras que FG en la superficie de abajo.

Figura 7

La razón de cambio de almacenamiento de energía interna en la capa es

y es positiva si la divergencia del flujo neto es negativa (o sea, hay convergencia de energía). Eneste caso la capa se calienta.

Notar que si despreciamos el calor sensible, el flujo hacia abajo y los cambios de fase sólido-líquido, la ecuación de balance de energía en la capa es

Δ H s

Δ t=F rad

sfc−FLH

O sea que

Δ(ΔH s

Δ t+FLH )=Δ Frad

sfc

En un contexto de cambio climático, el aumento de flujo radiativo hacia la superficie debido alefecto invernadero y una reducción del albedo terrestre debe ser balanceado por un aumento de la

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evaporación (o sea, del ciclo hidrológico) y un aumento en el contenido de calor en el océano (y elcontinente). El 90% de la energía extra que recibe la superficie por el cambio climático ha sidoabsorbido por el océano, principalmente en los primeros 700 m de profundidad (Figura 8). Así, elaumento de energía interna del océano actúa como buffer de los cambios climáticos. Si esto noocurriera la temperatura de la superficie habría aumentado varias decenas de grados y el ciclohidrológico se habría acelerado mucho más.

Figura 8 – Contenido de calor de los océanos.

El flujo de calor en una dirección dada es proporcional al gradiente de temperatura de acuerdo a laley de Fick, de tal forma que en la dirección z vale

con K la conductividad térmica del material. A su vez la conductividad térmica se puede expresar enfunción de la difusividad K* como

y se puede escribir

Por conservación de la energía, asumiendo que no hay fuentes ni sumideros de energía en la capa, laconvergencia de calor por unidad de área en la dirección vertical

debe ser igual a la razón del aumento de energía interna. Por lo tanto,

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y si la capa tiene una capacidad calorífica constante llegamos a

que es la ecuación de difusión del calor. O sea, calor es transferido a través de los materialessubsuperficiales por conducción. Esta ecuación puede utilizarse para calcular los flujos de calorverticales en el suelo a partir de mediciones de temperatura a diferentes profundidades. En un suelotípico la profundidad de penetración (profundidad a la cual las fluctuaciones de temperatura sereducen a un 5% de aquellas en la superficie) es menor a 50 cm a escala diaria, y de entre 1.0 y 5.0m a escala anual dependiendo del tipo de suelo.

La figura 9 muestra la temperatura del suelo a diferentes profundidades para un punto enMinnesota, EE.UU., en invierno y verano en función de la hora del día. El suelo cerca de lasuperficie experimenta una gran variación diaria con un mínimo antes de la salida del sol y elmáximo luego del mediodía. En capas mas profundas las variaciones de temperatura son menores yocurren más tarde en el día debido al tiempo característico de difusión del calor. Por debajo de 20cm las variaciones diurnas son muy pequeñas. Igualmente notar que la temperatura en 80 cm esmucho más cálida en verano que en invierno, lo cual indica que en escalas estacionales el flujo decalor penetra hasta mayores profundidades.

La figura 10 muestra un esquema de la variación diaria de la temperatura en el suelo y atmósferatípico.

Figura 9

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Figura 10

4.3 Capa límite atmosférica

La capa límite atmosférica es aquella región de la atmósfera que está directamente influenciada porcontinentes u océanos a través de flujos de masa, momento y energía. La profundidad de la capalímite varía considerablemente desde varias decenas de metros hasta 2 km, dependiendo de larugosidad de la superficie, la razón de calentamiento, advección de calor y humedad, movimientosverticales, etc, pero 1 km es un espesor típico (Figura 11). La profundidad de la capa límite cambiatambién con el momento del día en respuesta a los ciclos de calentamiento y enfriamiento.

Figura 11 – Perfiles verticales medio de viento sobre superficies con diferente rugosidad y ráfagasasociadas (Cochran 2005).

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Por encima de la capa límite se encuentra la atmósfera libre, que en una primera aproximación seencuentra en equilibrio de viento gradiente. Recordemos que el viento gradiente es el vientoresultante del balance entre la fuerza de Coriolis, la fuerza Gradiente de presion y la fuerzacentrífuga (FGP=FC+FCe). Es paralelo a las isóbaras al igual que el viento geostrófico pero valepara isóbaras curvas (Figura 12).

Figura 12 – Esquema de fuerzas para el viento gradiente (H.N.).

Los efectos de la viscosidad y la turbulencia son muy importantes en la formación y mantenimientode la capa límite planetaria. En la capa límite el flujo disminuye desde valores de la atmósfera librehasta cercanos a cero en la superficie.

La resistencia interna del fluido a deformaciones tangenciales está caracterizada por la viscosidadmolecular. Para visualizarla consideremos el flujo medio de un fluido y el movimiento caótico delas moléculas debido a la energía térmica (Figura 13): el movimiento molecular llevará informacióndel flujo medio de un lado a otro a través de las colisiones, creando esfuerzos viscosos que tienden adesacelerar al fluido.

Figura 13

Para fluidos newtonianos como el aire y el agua, si τ es el esfuerzo tangencial vale que

donde ν es la viscosidad (cinemática). O sea que el esfuerzo tangencial entre capas del fluido esproporcional al cortante vertical.

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Los fluidos viscosos pueden ser laminares o turbulentos y el número de Reynolds, definido como el

cociente entre la aceración inercial ( u∂u∂ x

) y la aceleración viscosa ( ν∇2u ), caracteriza el

estado del fluido

Re=ULν

donde U y L son escalas características de velocidad y dimensión espacial horizontal del flujo.Números de Reynolds altos indican flujos turbulentos. En la región de turbulencia desarrollada de lacapa límite Re ~ 106 – 109, o sea que el término no lineal es mucho mayor que el término viscoso.

Los flujos turbulentos son disipativos. Como los esfuerzos tangenciales viscosos realizan un trabajode deformación la energía cinética del flujo es disipada contínuamente en forma de calor, por lo quees necesario mantener la entrega de energía para que la turbulencia no decaiga. Esta entrega deenergía se da desde el flujo medio (energía mecánica), a través de procesos convectivos en los queel calentamiento de la superficie da lugar a ascenso de aire cálido (energía térmica), o por medio deun proceso de cascada en el cual la energía de remolinos mayores pasa a remolinos menores hastaque se disipa en escalas pequeñas donde la viscosidad molecular se vuelve dominante. Cuando lacapa límite es inestable, de tal forma que las fuerzas de empuje convectivas e inestabilidades delflujo medio generan turbulencia, la capa límite tiene una capa bien mezclada donde momento, calory humedad son independientes de la altura (Figura 14).

Figura 14

Una capa límite inestable puede ser idealizada como compuesta por varias subcapas (Figura 15).Cerca de la superficie existe la subcapa molecular viscosa de algunos mm de espesor dondedominan los efectos de la viscosidad y no existe mezcla turbulenta. Arriba de esta capa existe lasubcapa superficial de espesor de varias decenas de metros (típicamente 50-100 m) caracterizadapor un cortante vertical de vientos importante (casi sin cambio de dirección) y donde los flujosverticales de momento, masa y energía son aproximadamente constantes con la altura. Por encimaestá la capa de mezcla donde la turbulencia está completamente desarrollada y los movimientosturbulentos mantienen la temperatura potencial, humedad e intensidad de vientos en valores casiconstantes con la altura (Figura 16). Por encima de esta subcapa, luego de una zona de transición(“entrainment zone”), se encuentra la atmósfera libre donde vale el viento gradiente a primer orden.

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Lejos del ecuador, la fuerza de Coriolis no se puede despreciar y es necesario considerarla junto a laturbulencia. El balance entre fuerza de Coriolis y los flujos de momento turbulentos aplicado en lacapa de mezcla define la capa de mezcla de Ekman. En esta capa los vientos cambian de direccióncon la altura.

En presencia de ciudades la capa límite atmosférica sufre modificaciones, principalmente en lasubcapa superficial que se divide en más capas (Figura 15).

Figura 15 – Subcapas de capa límite atmosférica inestable y perfil de vientos.

Figura 16 – Perfiles característicos de variables en una capa límite convectiva inestable.

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En áreas continentales es común que la capa límite sea inestable durante los días de verano ya quela insolación calienta la superficie. Durante la noche la superficie se enfría mas rápidamente que elaire a mayor altura de tal forma que puede generarse una inversión (aire más arriba a T mayores).La estratificación resultante puede suprimir las transferencias de momento, calor y humedaddurante la noche entre la superficie y la atmósfera libre. Este efecto de cambios en la estabilidad dela capa límite sobre los flujos de momento se puede observar en los cambios diurnos en el perfil devientos. La figura 17 muestra las variaciones diurnas en velocidad del viento medidas a variasalturas. De noche la velocidad cerca de la superficie decrece porque se reduce la transferencia demomento horizontal desde la atmósfera libre a la superficie debido a la gran estabilidad de lacolumna de aire. Los vientos en altura aumentan durante la noche porque la resistencia desde lasuperficie disminuye. Por el contrario, durante el día la mezcla turbulenta en una capa límiteinestable genera una mayor transferencia de momento hacia abajo causando que los vientos cerca dela superficie aumenten y en altura disminuyan.

Figura 17 – Ciclo diario de perfil de intensidad del viento.

La evolución diaria típica de la capa límite durante verano se muestra en la figura 18. Se observa eldesarrollo de una capa límite convectiva inestable durante el día y una capa límite estable durante lanoche de menor espesor. La capa residual durante la noche está caracterizada por turbulenciaesporádica débil y contiene el aire que fuera mezclado durante el día. La capa de inversión porencima de la capa residual la aísla de la atmósfera libre no permitiendo que la turbulencia débil dela noche la afecte.

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Figura 18 – Esquema de la evolución diaria de la capa límite.

4.4 Intercambio de momento

La viscosidad molecular cambia el flujo muy despacio. Los océanos/atmósfera pierden energíamucho mas rápido debido a la turbulencia. Los movimientos turbulentos mezclan el fluidogenerando filamentos que luego son deformados por turbulencia de escala menor hasta llegar aescalas moleculares. Para parametrizar el efecto de la turbulencia de pequeña escala en el flujomedio se asume que esta turbulencia actúa en forma similar a la viscosidad molecular pero concoeficientes mucho mayores. La figura 19 muestra un espectro típico de energía para las diferentesescalas espaciales/temporales donde se observa el régimen sinóptico de gran escala, el régimenturbulento de pequeña escala y un “gap” entre medio, lo cual permite separar el flujo total en unflujo medio y otro turbulento.

Figura 19 – Espectro de energía.

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En la capa de mezcla los esfuerzos turbulentos tangenciales en la dirección del flujo pueden serexpresados como

donde KM es el coeficiente de difusión de momento o viscosidad turbulenta. KM es análogo a laviscosidad cinemática molecular ν. Los dos componentes de la ecuación anterior son

Se cumple que KM >> ν, lo cual muestra que los intercambios turbulentos a través de remolinos sonmucho mayores que los que ocurren a nivel molecular. Las expresiones anteriores se basan en unaanalogía entre los movimientos de los remolinos turbulentos y el comportamiento de las moléculas,y se denomina aproximación de flujo de gradiente ya que se entiende que la consecuencia final de latransferencia de momento por los remolinos es que el momento se transfiera desde regiones convalores altos a regiones de valores bajos en la dirección del gradiente medio de momento. Notar quela viscosidad turbulenta es una propiedad del flujo y no del fluido.

Prandtl desarrolló un formalismo para hallar una expresión para KM, que es llamado modelo delongitud de mezcla de la turbulencia. En este modelo se asume que un elemento de fluido en elnivel z es transportada una distancia l por una velocidad turbulenta w’ llevando su velocidadconsigo hasta una altura z+l donde es reabsorbido perdiendo su cantidad de momento original(Figura 20). Por lo tanto, la longitud de mezcla l juega el rol de camino libre medio de las moléculasque se define en teoría cinética de los gases.

u+∂ u∂ z

l

l

w’ u

Figura 20

Entonces,

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y asumiento que la turbulencia es isotrópica, es decir que no hay una dirección privilegiada,

Por definición, el flujo vertical de momento es

τzx=ρu ' w 'y se obtiene

De acuerdo a la relación entre esfuerzo turbulento tangencial y cortante vertical del flujo valeentonces

Consideremos como ejemplo el caso idealizado de una superficie uniforme en contacto con unacapa límite en equilibrio neutro de tal forma que el flujo turbulento de momento puede asumirseconstante en altura ( τzx=τ0 ). Entonces

o

donde

es una velocidad llamada velocidad de fricción, con valores típicos de 0.2-0.4 m/s.

Asumamos además que la escala de la longitud de mezcla es proporcional al espacio disponiblepara que se desarrolle la turbulencia, o sea que l varía con la altura, l = kz, donde k~0.4 es laconstante de von Karman. Integrando la ecuación anterior con respecto a z se obtiene el perfillogarítimico típico de las variaciones del viento con la altura

donde la constante de integración z0 es la altura por encima de la superficie cuando u=0 y se

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denomina longitud de rugosidad (Figura 15). Su valor depende de la naturaleza del terreno y debeser calculado empíricamente. Estimaciones de z0 van desde menos de 1 cm para superficiesoceánicas hasta varios metros en bosques y áreas urbanas.

4.5 Intercambio en superficie - coeficientes de transferencia

Para simplificar a veces se expresa los flujos verticales turbulentos de cantidad de movimiento,calor y agua en función de coeficientes de transferencia adimensionales. Por ejemplo, en superficie,el esfuerzo tangencial turbulento puede ser obtenido en términos de un coeficiente de arrastre CD

como

τ0=−ρu ' w ' i−ρ v ' w ' j≃ρCD|U10|U10

En particular, para condiciones de estabilidad neutras el coeficiente de arrastre adimensional CD enun nivel de referencia zr (generalmente 10 m) está dado por

de acuerdo con las ecuaciones de la sección anterior.

En el caso mas general CD no es solamente función de zr/z0 sino también de la estabilidad vertical dela columna de aire. Por ejemplo, CD decrece si el agua está mas fría que el aire y aumenta en el casocontrario. Además, CD aumenta con la velocidad del aire y con la altura de las olas. En la atmósferavalores típicos de CD son 1-2x10-3. Sobre el océano CD=0.0013 y un valor típico del esfuerzo de losvientos sobre el océano es τ0≃1 kg/m310−3

(10 m/ s)2=0.1 N /m2 .

La figura 21 muestra el esfuerzo de los vientos en superficie para DEF y JJA. En general el patrónsigue la estructura espacial de los vientos climatológicos. La Figura 22 muestra los promedioszonales de las componentes longitudinal y latitudinal del esfuerzo. En ambas figuras se observa quelas variaciones anuales del esfuerzo son mucho mayores en las regiones extratropicales de HN queen las del HS, debido a las variaciones anuales en los vientos de superficie.

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Figura 21 – De COREv2.

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Figura 22

El esfuerzo de los vientos es el principal causante de las corrientes oceánicas. La figura 23 muestraun esquema de la circulación oceánica en superficie, donde se observa la presencia de girossubtropicales en todas las cuencas y subpolares en las cuencas de los océanos del HN. Igualmente,es bueno notar que estos giros no son consecuencia directa del arrastre de los vientos, sino que esnecesario considerar la fuerza de Coriolis en la dinámica. Además, se observa la corrienteCircumpolar Antártica que rodea Antártica.

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Figura 23

Es posible calcular la energía mecánica que el viento transfiere hacia el océano como el producto de-τ0.v, y se muestra en la Figura 24. Los valores son más altos, 0.02-0.04 W/m², en las regiones devientos alisios persistentes, así como en latitudes medias del HS. También se observan valores altosen las corrientes de Kuroshio y del Golfo. El valor medio de energía mecánica entregada al océanopromediada en todo el globo es cercano a 0.007 W/m².

Figura 24

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4.6 Intercambio de calor sensible

Los métodos para calcular la transferencia de calor sensible son análogos a los usados para latransferencia de momento. Usando la misma aproximación que en la sección 4.4 podemos escribirel flujo de calor turbulento basado en la hipótesis de Prandtl

donde KH es el coeficiente de difusión de calor turbulento. La ecuación implica que el flujo verticalde calor está determinado por el gradiente medio de temperatura potencial, lo cual se corresponde ala idea intuitiva de que el calor fluye de capas mas cálidas las mas frías en forma proporcional algradiente de la temperatura.

Asimismo, para condiciones de estabilidad neutral es posible expresar el flujo de calor sensible entérmino de un coeficiente de transferencia de calor CH como

Sobre el océano CD y CH son considerados de igual magnitud, mientras que sobre el continente CD yCH varían según la aplicación. Esta ecuación es la base para el cálculo de los flujos sobre el océanollamado “bulk air-sea flux method”.

La diferencia de temperatura aire-océano TA-TS=θ(10m)-θ(0) es uno de los factores mas importantesen determinar el flujo de calor sensible y se muestra en la figura 25. En el ecuador la temperaturadel aire es casi la misma que en el océano, mientras que en los extratrópicos la temperatura del airees menor que la del océano, particularmente en el hemisferio de invierno. Estos valores son mediasmensuales. A escala diaria la diferencia puede ser mucho mayor cuando ocurre la entrada de airefrío polar hacia latitudes mas bajas donde el océano está mas cálido.

La figura 26 muestra la media anual de flujo de calor sensible. En general es desde la superficiehacia la atmósfera y los flujos son mayores sobre los continentes que sobre los océanos. Laexcepción es el flujo de calor sensible intenso desde el océano a la atmósfera en las regionesdominadas por las corrientes cálidas asociadas a los giros subtropicales en el HN.

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Figura 25

Figura 26

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4.7 Intercambio de calor latente

La relación de flujo de gradiente es válida para la evaporación en la capa límite superficial

donde KW es la difusividad turbulenta y q es la humedad específica (kg de vapor de agua contenidaen kg de aire húmedo). No obstante, la forma estandard de calcular el flujo de calor latente ensuperficie es análoga a la del calor sensible. O sea, si FLH=LeE se calcula

CW es el coeficiente de transferencia turbulento para el vapor de agua, y q(0) sobre el océano es lahumedad específica saturada para el valor de temperatura de superficie del mar. Sobre el continentela ecuación anterior da una medida de la evaporación potencial, pero no necesariamente de laevaporación real. La evaporación potencial es la evaporación máxima que puede ocurrir cuando elsuelo está saturado. Generalmente la evaporación real es menor que la potencial ya que el suelo nose encuentra saturado y las plantas no transpiran a razón máxima.

El valor de CW no está bien establecido, particularmente a altas velocidades (>15 m/s). Porconveniencia se toma CW=CD. La mayor dificultad de aplicar este método es el cálculo de lahumedad específica en la superficie, q(0), sobre el continente ya que no es fácil medirla.

La figura 27 muestra un mapa de flujo de calor latente medio anual. Se observan valores positivos,hacia la atmósfera, en todo el globo, con amplitudes mayores en los trópicos y menores en latitudesmas altas. La excepción a esta regla meridional son los flujos sobre las corrientes cálidas asociadasa los giros subtropicales oceánicos. En las lenguas frías ecuatoriales se observa un mínimo en elflujo de calor latente. Los valores son generalmente mayores sobre el océano que sobre elcontinente, opuesto a lo observado para el calor sensible.

Figura 27

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La evaporación se puede estimar a través del balance energía en superficie (ideal):

o, usando el coeficiente de Bowen

Por lo tanto, conociendo el resto de los flujos en superficie y el coeficiente de Bowen se puedecalcular la evaporación.

El coeficiente de Bowen se puede calcular de las relaciones de flujo de gradiente para calor yevaporación asumiendo que KH=KW

Notando que

con e la presión de vapor de agua y p la presión total

donde

es la constante de Bowen que tiene un valor de 0.61 mb/C para p=1000 mb.

Por último, sustituyendo B en la ecuación para la evaporación se obtiene

4.8 Flujo neto en superficie

La figura 28 muestra el flujo neto de radiación solar en superficie. Se observa máximos en las zonassubtropicales donde dominan cielos claros sin nubosidad y la radiación incidente es alta.

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La radiación de onda larga neta se muestra en la figura 29. Los valores más altos se observan en lasregiones desérticas con amplitudes mayores a -100 W/m2. En el resto de la superficie la radiación deonda larga es relativamente uniforme y alcanza valores típicos de 50 W/m2.

Figura 28

Figura 29

La energía media anual neta absorbida en la superficie se puede calcular como la suma de laradiación solar neta, la radiación de onda larga neta, el flujo de calor sensible y el flujo de calorlatente, y se muestra en la figura 30. Se observa que a grandes rasgos el océano gana energía en laregión ecuatorial y márgenes este de las cuencas. Por otro lado, el océano pierde calor en latitudesmedias, principalmente del HN, en las zonas dominadas por las corrientes de borde oeste, donde

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aire cálido y frío pasa por encima de las aguas cálidas que caracterizan esas corrientes. El hecho deque los océanos ganen energía en la región ecuatorial y la pierdan en latitudes altas implica untransporte meridional de energía, que es el mostrado en el capítulo 3.

Figura 30

Bibliografía principal

- Physics of Climate, Peixoto & Oort (1992)- ERA40 Atlas - https://software.ecmwf.int/static/ERA-40_Atlas/docs/index.html

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4. procesos de intercambio en la superficie

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